吉林柳河盆地沉积特征与油气勘探前景

2019-04-09徐盛侠董清水楼仁兴李世臻王丹丹张文浩

世界地质 2019年1期

徐盛侠，董清水，楼仁兴，李世臻，王丹丹，张文浩

1.吉林大学地球科学学院，长春130061；2.吉林大学应用技术学院，长春130022；3.中国地质调查局油气资源调查中心，北京100083

0 引言

柳河盆地主要位于吉林省柳河县境内，北东至柳河县圣水镇，南西至辽宁省新宾镇，走向50°NE，长约80 km，宽度10～20 km，面积约1 100 km2[1]，是一中部窄、北东与南西宽的狭长哑铃形断陷盆地(图1)。区域上，柳河盆地地处松嫩地块、华北板块及布列亚—佳木斯地块的交汇处[2--5]，隶属于松辽外围东南部中生代盆地群。邻近大断裂主要有赤峰—开源超岩石圈断裂和佳—伊、敦—密及鸭绿江3条岩石圈断裂[6--8]。盆内主要充填了一套中生代火山--沉积建造。

图1 吉林省东部地区主要断裂及盆地分布图[12]Fig.1 Distribution of major faults and basins in eastern Jilin Province

近年来，随着油气资源勘探领域的拓展和柳河盆地巨厚烃源岩的发现，中国地质调查局和吉林油田先后开展了地质调查和钻探工作[9--12]，但由于其植被覆盖严重，构造特征复杂,致使勘探成果进展缓慢，亟需开展油气地质条件综合研究。笔者在系统地质调查与测试分析的基础上，结合前人研究成果，对柳河盆地主要目的层沉积特征和油气勘探前景进行综合分析，以期为该区及松辽外围东南部中生代盆地群的今后勘探提供科学依据或参考。

1 地层--构造格架特征

柳河盆地基底为太古界变质杂岩、元古界古老岩系及古生界部分海相地层[13]。通过区内野外地质调查及地震剖面综合解释，柳河盆地总体构造格架呈“两坳一隆”，即南部发育向阳坳陷、北部发育亨通坳陷，中部为安口镇次级隆起。

盆地现今格架形态为不对称的双断式狭长地堑，东部边缘发育为高角度主控盆断裂，西部边缘发育为两组高角度逆断层。其中，西部边缘的西侧边界逆断层断距较大，断距可达1 000 m；另一组逆断层断距较小，断距仅为54 m(图2)。

盆内充填的中生代地层自下而上主要有中侏罗统侯家屯组(J2h)、下白垩统的砬门子组(K1l)、大沙滩组(K1d)、包大桥组(K1b)、下桦皮甸子组(K1x)、亨通山组(K1ht)和黑崴子组(K1h)，顶部为第四系覆盖(表1)。其中，砬门子组、包大桥组为火山岩、火山碎屑岩与灰色粉砂岩、泥岩组合[14]；侯家屯组主要为紫色砂砾岩夹暗色粉砂质泥岩；大沙滩组主要为厚层暗色泥岩与砂岩、砂砾岩互层，夹煤层；下桦皮甸子组主要为灰色薄层砂岩、粉砂岩与暗色泥岩互层，盆地中部发育重力流相的砂砾岩；亨通山组主要为灰色薄层泥岩、粉砂质泥岩与灰色砂岩互层；黑崴子组为赤色和杂色的砾岩、砂砾岩，仅在盆地北部零星发育(表1)。

图2 柳河盆地624地震剖面地层--构造格架解释图Fig.2 Stratigraphic and structural framework interpretation on seismic section No.624 of Liuhe Basin

表1 柳河盆地地层简表Table 1 Stratigraphic chart of Liuhe Basin

综合地震剖面及盆地地层充填特征可知，侯家屯组—砬门子组地层呈西厚东薄的展布特征表明，该沉积期东部边缘控盆断裂应为辅控断裂，西部边缘断裂应为主控盆断裂；结合西部边缘断裂现今表现为高角度逆断的特征推测，侯家屯组—砬门子组形成期该断裂应为走滑作用为主的控盆断裂，至柳河盆地发育后期，受西部强烈构造挤压作用的影响[2--4]，该西部边缘高角度走滑控盆断裂最终转换为明显的高角度逆断层。大沙滩组—下桦皮甸子组地层展布为西薄东厚的特征表明(图2)，柳河盆地在大沙滩组—下桦皮甸子组时期，主控盆断裂应为东部边缘断裂，此时的西部边缘断裂应为辅控断裂。整体上形成了现今以东部控盆断裂为主的不对称的双断式狭长地堑盆地。

2 沉积特征

柳河盆地主要油气目的层位为中侏罗世侯家屯组、早白垩世砬门子组、大沙滩组、包大桥组、下桦皮甸子组和亨通山组。沉积充填主要为湖泊--扇三角洲--湖底扇沉积建造，期间早白垩世砬门子组与包大桥组时期均发育一定规模的火山岩和火山碎屑岩，其他层位皆为湖泊体系碎屑岩沉积。依据区域地质调查各目的层单元的分布范围，确定了沉积相带发育边界；根据露头与钻井相类型及泥岩、砂岩和砂地比等分布特征，确定了各目的层单元沉积相带分布边界，恢复了各地层沉积相带展布。

侯家屯组时期，沉积主要分布于盆地西北部边缘及中部地带，东南边缘缺失沉积。沉积区整体以湖泊沉积为背景，在盆地南部的向阳坳陷和盆地北部的亨通坳陷均形成一定规模的半深湖沉积，盆地中部的安口镇次级隆起以浅湖沉积为主，并在盆地西北缘和东南缘分别发育了扇三角洲前缘沉积。总体构成浅湖广布、两侧物源供给的半深湖--扇三角洲沉积体系(图3a)。

大沙滩组时期，湖盆沉积范围向东北部退缩，南部向阳坳陷随之向东北部迁移，盆地东南部及东南边缘缺失沉积。沉积区整体仍以湖泊沉积为背景，并在向阳坳陷和亨通坳陷形成了一定规模的半深湖沉积，安口镇次级隆起区仍以浅湖沉积为主，同时，在盆地西北缘的进化镇和大沙滩村等地发育了系列扇三角洲前缘沉积。总体构成了以西北物源供给为主的半深湖--扇三角洲沉积体系(图3b)。

下桦皮甸子组时期，沉积区主要分布于盆地东南边缘区，沉积范围进一步缩小，南部向阳坳陷与安口镇次级隆起均向东北迁移，盆地东南部及西北边缘缺失沉积。沉积区整体仍以湖泊沉积为背景，并均在向阳坳陷和亨通坳陷形成了一定规模的半深湖沉积，在盆地西北缘的向阳镇南部、安口镇西部及亨通镇西部均形成了扇三角洲前缘沉积，同时在向阳坳陷东南边缘发育两套湖底扇沉积。其中，向阳坳陷南部的湖底扇，在钻井上表现为与灰色、灰黑色泥岩上下突变接触的杂色砂砾岩，在地震剖面上表现为孤立分布于中振幅平行反射结构地震相中的丘型--杂乱地震相；向阳坳陷北部下桦皮甸子村露头见到的湖底扇砂砾岩分选差，大量砾石长轴方向垂直或高角度与层面斜交，反映了典型的重力流沉积特征，与牵引流沉积的扇三角洲砂体有明显区别。所以，下桦皮甸子组沉积期研究区总体构成以两侧物源供给为主的半深湖--湖底扇--扇三角洲沉积体系(图3c)。

亨通山组时期，湖盆沉积进一步向东北退却，沉积范围仅分布于盆地的东北部，向阳坳陷消失，半深湖沉积仅出现于亨通山坳陷，并在坳陷西北缘亨通镇发育有扇三角洲前缘沉积，同时在东南边缘柞木岗村形成一定规模的湖底扇沉积。总体构成了以两侧物源供给为主的半深湖--湖底扇--扇三角洲沉积体系(图3d)。

综上，柳河盆地中生代主要目的层沉积区带自下而上逐渐由盆地西南部向东北部迁移，沉积范围逐渐减小，有利于烃源岩发育的半深湖沉积相应向东北部迁移，沉积物源的供给也由早期侯家屯组—大沙滩组的以西北物源供给为主转化为中后期的西北、东南边缘同时供给。这一特征的变化与盆地早期主要受控于西北边缘断裂而后期主要受控于东南边缘断裂有关，同时也反映了中生代沉积时期柳河盆地东南部为逐渐隆升剥蚀的区域背景。同时，结合盆地西北边缘相以扇三角洲为主而东南边缘相以湖底扇为主的差异特征可以推测，整体上柳河盆地西北边缘控盆断裂活动相对较弱，中后期东南边缘控盆断裂活动剧烈，双断式柳河盆地的中生代沉积主要为半深湖--湖底扇--扇三角洲体系。

3 油气地质条件

3.1 烃源岩特征

柳河盆地中生代可能发育的烃源岩层位有中侏罗统侯家屯组，下白垩统大沙滩组、下桦皮甸子组和亨通山组[15,16]。除侯家屯组资料较少、取样困难外，根据中华人民共和国石油天然气行业标准SY/T 5735--1995[17],本次重点对其他3组烃源岩层位的有机地化数据进行了讨论分析(表2)。

其中，大沙滩组可能烃源岩主要为深灰色、灰黑色泥岩，主要分布于向阳坳陷的柳地2井至安口镇与亨通坳陷的进化镇地区，钻井和露头厚度分别可达650 m和60 m。其总有机碳平均0.60%，主要分布在差--中等生油岩区间；氯仿沥青“A”平均0.002 1 %，全部分布在非生油岩区间；生烃潜量平均(S1+S2)0.23 mg/g，分布在差生油岩区间。干酪根类型主要为Ⅱ1-Ⅱ2型。镜质体反射率(Ro)主要分布在>2.0%的过成熟阶段，少量分布在1.3%～2.0%的成熟阶段；岩石热解最高峰温Tmax分布在450℃～580℃，普遍处于成熟--过成熟演化阶段。

表2 柳河盆地主要烃源岩层位有机质丰度参数表Table 2 Organic matter abundance parameters of major source rocks in Liuhe Basin

下桦皮甸子组可能烃源岩分布范围与大沙滩组相似，主要岩性为黑色、灰黑色泥岩，在向阳坳陷和亨通坳陷的烃源岩钻井厚度分别可达388 m和275 m。其总有机碳平均1.37%，主要分布在中等--好的生油岩区间；氯仿沥青“A”平均0.058 6%，40%分布在差生油岩区间，20%分布在中等--好生油岩区间；生烃潜量(S1+S2)平均0.24 mg/g，分布在差生油岩区间。干酪根类型主要以Ⅱ2型为主，其次为Ⅱ1型，同时含少量Ⅰ型及Ⅲ型干酪根。镜质体反射率(Ro)主要分布在1.3%～2.0%的成熟阶段；岩石热解最高峰温Tmax分布于450℃～580℃，处于成熟--高成熟阶段。

亨通山组烃源岩主要分布在亨通坳陷柳河—进化镇地区，主要岩性为黑色、灰黑色及黑灰色泥岩，烃源岩钻井厚度可达98 m。其总有机碳平均值为0.67%，主要分布在中等生油岩区间，部分分布在差生油岩区间；生烃潜量平均为(S1+S2)0.33 mg/g，分布在差生油岩区间。干酪根以Ⅲ型为主。镜质体反射率(Ro)主要分布在0.7%～1.3%的低成熟阶段；岩石热解最高峰温Tmax分布较散，在低成熟--过成熟阶段均有分布。

总体上，柳河盆地烃源岩特征为：下桦皮甸子组有机质丰度处于中--好生油岩，干酪根类型以Ⅱ1～Ⅱ2型为主，演化阶段处于成熟--高熟阶段，为盆地内最有利的烃源岩层位；大沙滩组有机质丰度以中等--差生油岩为主，干酪根类型以Ⅱ1～Ⅱ2型为主，处于高熟--过成熟阶段，是盆地内较有利烃源岩层位；亨通山组有机质丰度主要显示为中等生油岩，干酪根类型为Ⅲ型，处于低成熟--过成熟演化阶段，为盆地内潜力较低的烃源岩层位(图4)。

3.2 储集层特征

柳河盆地各地层单元均发育大量扇三角洲--湖底扇相灰色、绿灰色及杂色砾岩、砂岩储集体，并与砬门子组及包大桥组的火山岩、火山碎屑岩共同为盆内油气赋存提供了储集空间[18](图5)。根据中华人民共和国石油天然气行业标准SY/T 6285--1997，作为储集层评价指标[19]。

其中，砬门子组砂岩平均孔隙度(Φ)为6.81%，平均渗透率(Κ)为0.41×10-3μm2，以特低孔、特低渗，部分以低渗为特征。大沙滩组砂岩平均孔隙度(Φ)为3.54%，平均渗透率(Κ)为0.02×10-3μm2，以特低孔、特低渗为特征。包大桥组砂岩平均孔隙度(Φ)为5.86%，平均渗透率(Κ)为0.13×10-3μm2，以特低孔、低渗，部分以特低渗为特征。下桦皮甸子组砂岩平均孔隙度(Φ)为5.10%，平均渗透率(Κ)为0.20×10-3μm2，以特低孔、特低渗，部分以低渗为特征。亨通山组砂岩平均孔隙度(Φ)为5.22%，平均渗透率(Κ)为0.16×10-3μm2，以特低孔、特低渗，部分以低渗为特征。

图4 柳河盆地主要层位烃源岩地化数据对比柱状图Fig.4 Comparison of geochemical data of major source rocks in Liuhe Basin

图5 柳河盆地各地层单元砂岩物性对比柱状图Fig.5 Comparison of physical properties of sandstones in various layers of Liuhe Basin

整体上，柳河盆地储集层以特低孔、特低渗，部分以低渗为特征，属于致密的砂岩储层。

3.3 生储盖组合特征

柳河盆地中侏罗统侯家屯组—下白垩统亨通山组主要形成2种类型的生储盖组合(图6)。

图6 柳河盆地生储盖组合特征图Fig.6 Characteristics of source-reservoir-cap combination in Liuhe Basin

3.3.1 自生自储型

柳河盆地大沙滩组、下桦皮甸子组烃源岩分布面积较广、厚度较大，并在盆地边缘发育大量的砂岩储层，二者交互或侧向相邻，构成了良好的自生自储型有利生储盖组合，是该区主要的生储盖组合型式。此外，侯家屯组、亨通山组烃源岩分布也具一定规模，且组内砂岩发育，也有利于形成自生自储型生储盖组合。

3.3.2 下生上储型

有利的烃源岩层位(下桦皮甸子组、大沙滩组等地层)，其上都覆盖有碎屑岩或火山岩储集层发育的亨通山组、包大桥组等地层单元；部分地区砬门子组、包大桥组发育的烃源岩，也与其上覆地层的砂岩相接，它们共同构成了较有利的下生上储型生储盖组合。

4 油气勘探前景

柳河盆地基底埋深可达5 000 m，其内下桦皮甸子组、亨通山组和大沙滩组等地层单元发育巨厚的烃源岩，并构成了多套自生自储型、上生下储型及下生上储型有利组合型式，具有一定的成藏条件。

由柳河盆地624地震测线油气成藏解释分析剖面可以看出(图7)，盆地的西北和东南边缘扇三角洲砂体发育，且边缘发育的砂体与控盆断裂直接邻接，因西北和东南的控盆断裂均属于长期活动断裂，对流体导运性好，致使与控盆断裂邻接的扇三角洲砂体不具备封闭保存条件，无法形成油气聚集。只有在断陷中东部区带，发育上倾尖灭的东部边缘扇三角洲前缘砂体，其与断陷中部的半深湖相烃源岩交互发育，形成有利的岩性油气成藏条件，具有一定的油气勘探前景。